Оседание и движение талого фирна имеют много сходства с теми же процессами в снеге и совершенно отличаются от движе- ния плотного мерзлого фирна и льда. Благодаря наличию вод- ной пленки, разделяющей зерна, последние обладают большой структурной свободой даже при значительной плотности фирна. Поэтому как оседание, так и оползание по склону в фирне про- исходят путем независимого движения (скольжения и вращения) зерен и целых групп зерен друг относительно друга. Это было доказано путем наблюдения над рядами и решетками булавок, воткнутых в фирн, которые уже через 4 дня обнаружили беспо- рядочное смещение взад и вперед (Ниввес и др., 1941). Средняя скорость оседания талого фирна объемного веса 0,4 г/см% на глубине 2 м под поверхностью в Альпах оказалась равной 0,23% от первоначальной мощности в сутки, в 20 раз больше, чем в Гренландии у сухого снега той же плотности и под той же нагрузкой (см. стр. 280). Уплотнение в течение — лета (100 дней) составляет 0,12 г/см® (с 0,40 до 0,52 г/см3). По мере на- растания в толще фирна инфильтрационного льда, почти не под- дающегося сжатию, скорость оседания породы значительно умень- шается. На вершине Западного Льда Северо-Восточной Земли в толще фирна того же объемного веса, но содержащего много. слоев льда, на глубинах от 1 до 7 м скорость оседания колебалась в пределах от 0,002 до 0,004% первоначальной мощности в сутки, т. е. даже в несколько раз меньше, чем в ‹сухом» снеге такой же. плотности. Скорость дифференциального движения в талом фирне вниз по склону, измеренная по смещению булавок, на склоне в 35° близ поверхности оказалась равной 1 мм/сутки, на нормальном к поверхности расстоянии в 1 м (верхние слои двигались быстрее: нижних), при общей скорости движения на поверхности лед- ника 5 см/сутки (Реги{% а. беНатап, 1939). Несколько ниже, на склоне с падением в &°, скорость дифференциального движе- ния в фирне составила 0,35 мм на 1 м глубины в сутки при общей скорости движения на поверхности 7 см/сутки. Благодаря дифференциальному характеру движения зерен талого фирна, в процессе которого соотношение напряжений в со- седних зернах меняется в пользу то одного, то другого кристал- ла паратектоническая перекристаллизация не вызывает роста одних зерен за счет других. То же свойственно и «холодному» фирну, но, насколько можно судить по имеющимся данным, лишь. до тех пор, пока он только оседает, не испытывая деформации сдвига, тогда как в талом состоянии это в равной степени отно- сится и к течению вниз по склону. Поэтому характерная особен- ность уплотнения талого фирна путем оседания заключается в отсутствии роста зерен, которое происходит исключительно в результате инфильтрации и замерзания талой воды. 298 Другим последствием дифференциальных движений отдель- ных зерен фирна является нарушение первичной упорядоченной кристаллографической ориентировки. Если зерна молодого фирна. близ поверхности ориентированы главными осями преимуществен- но нормально к поверхности, то на глубине 14 м наблюдалось уже некоторое отклонение от вертикального положения, а на глубине 23 м — перед превращением в лед — главные оси крис- таллов оказались рассеянными почти во всех возможных направ- лениях (НисВез и др., 1941). В изменении упорядоченной кристаллографической ориенти- ровки на хаотическую вследствие дифференциального движения, в уплотнении и в росте размеров зерен в результате инфильтра- ции и замерзании талой воды заключаются основные структурные изменения, которые испытывает «теплый» фирн до своего превра- щения в лед. Инфильтрация и замерзание талой воды, Скорость инфильтрационного льдообразования зависит от водо- насыщенности промерзающей породы, т. е. от соотношения ско- рости поступления воды с наличием запаса холода или скорости его притока в породу. При низкой температуре и кратковременном таянии под таю- щим слоем вода в порах немедленно замерзает, частично или полностью закупоривает поры и образует слой фирна или льда— наст таяния. В рыхлом снеге под настом таяния можно встретить <ледяные желваки» с припаянными к их поверхности снежин- ками — замерзшие капли и целые струйки воды, упавшие или пролившиеся сквозь отверстия в насте в снег на глубину до не- скольких десятков сантиметров. К подобным же явлениям быст- рого льдообразования, обусловленным большим запасом холода. относится образование ледяных корок на поверхности снега от замерзания переохлажденных капель низких облаков или ту- мана. Таким образом, повидимому, возникают прослойки льда в снеге в условиях, когда таяние невозможно, например, среди зимних слоев снега в Антарктике (\Майе, 1945). Но в большинстве случаев собственного запаса холода в по- роде недостаточно для немедленного превращения ееё в лед. Тогда после прогревания породы до температуры таяния даль- нейшее намерзание льда возможно только за счет притока хо-. лода из других слоев породы. Если вода просачивается в более: глубокие горизонты, то температурный градиент отсутствует и приток холода невозможен ни снизу, ни сверху. Следователь- но, намерзание льда за счет нисходящей воды возможно только: до прогревания породы, путем расходования собственного запаса холода. Уплотнение породы за счет собственного запаса холода составляет оё в , "ЧР 299'